Текст книги "Инженерная геоэкология"

1.3. Лучистая энергия в атмосфере и у поверхности Земли

Солнце является главным, практически единственным источником тепла на Земле. С ним несравнимы тепло глубин Земли (энергия извержения вулканов, тепло геотермальных вод), которое в 5000 раз меньше излучения Солнца; тепло распада радиоактивных веществ; энергия сжигания органического топлива, энергия приливов и отливов, энергия ветра; радиация звезд и Луны, которая меньше солнечной в тридцать миллионов раз. Почти все природные процессы, происходящие на поверхности Земли и в атмосфере, протекают под действием лучистой энергии, поступающей на Землю от Солнца.

Характеристикой электромагнитных волн является их длина. Для метеорологии основными являются короткие (от 0,1 до 4,0 мкм) и длинные (от 4,0 до 100 мкм) волны. Волны длиной от 0,01 до 0,39 мкм называются ультрафиолетовыми (эта радиация невидима); видимый свет имеет диапазон длин волн от 0,40 до 0,76 мкм; радиация с длиной волны от 0,76 до нескольких сотен мкм называется инфракрасной и, так же как и ультрафиолетовая, невидима. Солнечная радиация на 99 % является коротковолновой. Таким образом, Солнце является источником тепла и света, так необходимыми для жизни на Земле.

Для метеорологии наиболее важным является распространение потоков лучистой энергии в атмосфере Земли. Солнечная радиация, поступившая на верхнюю границу атмосферы, поглощается и рассеивается в атмосфере. Радиация, поступающая от Солнца в атмосферу и затем на земную поверхность в виде пучка параллельных лучей, называется прямой. Земной поверхности достигает значительная часть прямой радиации, пришедшей к верхней границе атмосферы.

Часть солнечной радиации рассеивается молекулами атмосферных газов и аэрозолями: она называется рассеянной. Солнечная энергия, до рассеяния распространявшаяся в виде параллельных лучей, после взаимодействия с твердыми или жидкими частицами, которые всегда находятся в атмосферном воздухе, идет по всем направлениям. Голубой цвет неба определяется именно рассеянием солнечного света.

Та часть солнечной радиации, которая отражается и от земной поверхности, и от атмосферы Земли (в основном от облаков), называется отраженной. При падении на земную поверхность солнечных лучей радиация в большей своей части поглощается в тонком верхнем слое почвы или в более толстом слое воды и превращается в тепло, но не полностью – значительная ее часть отражается от поверхности Земли. Поверхностный слой земного шара (включая поверхность суши и воды) в метеорологии называется деятельным слоем. Нижняя поверхность деятельного слоя носит название деятельной или подстилающей поверхности.

Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на какую-либо поверхность, называется альбедо этой поверхности; оно обозначается буквой А и выражается в процентах. Рассеянная радиация составляет около 26 % от общего потока солнечной энергии, т. е. альбедо Земли равно 26 %.

Количественно лучистая энергия характеризуется потоком радиации. Поток радиации – это количество лучистой энергии в единицу времени на единицу поверхности. В системе единиц СИ поток радиации выражается в Вт/м². При измерении потоков света часто бывает необходимо знать положение Солнца на небесном своде, которое зависит от его координат: высоты, азимута, склонения, часового угла.

Высота центра солнечного диска (или высота Солнца) h₀ – угловое расстояние его от горизонта, т. е. угол между линией, соединяющей глаз наблюдателя с Солнцем, и плоскостью горизонта. Высота Солнца на широте ф в момент, когда склонение Солнца составляет 8 и часовой угол равен т, определяется по формуле:

Количество прямой радиации, приходящей к Земле практически параллельными лучами в единицу времени на единицу поверхности, перпендикулярной солнечным лучам, называется плотностью потока прямой радиации; обозначается буквой S. На единицу горизонтальной (или наклонной) поверхности попадает часть этой энергии S', которая зависит от угла падения солнечных лучей Л₀; она определяется по формуле:

Каждый тип деятельной поверхности Земли, кроме свойства поглощать длинноволновую радиацию солнечной энергии (поглощательная способность), имеет свойство излучать это тепло (излучательная способность). Эта способность зависит от температуры почвы или воды, а также от относительной излучательной способности той или иной деятельной поверхности. Например, наибольшей излучательной (и поглощательной) способностью обладают снег и вода (0,995). Чернозем имеет величину относительной излучательной способности 0,87, песок – 0,89, гравий – 0,91, редкая трава – 0,94, ржаное поле – 0,93.

Таким образом, Земля и ее атмосфера пропорционально их температурам непрерывно излучают невидимую инфракрасную радиацию. При этом излучение Земли почти полностью поглощается атмосферой. Часть излучения атмосферы, которая направлена к Земле, называется встречным излучением атмосферы Е_а. Другая часть атмосферного излучения, которая направлена вверх и, проходя через все слои атмосферы, уходит в мировое пространство, называется уходящим излучением атмосферы Е_∞ (оно составляет 37–38 % от общего излучения). Земная и атмосферная радиация, так же как и солнечная, частично поглощается и отражается атмосферой.

Все эти потоки лучистой энергии отличаются друг от друга по спектральному составу и по длинам волн. О спектральном составе встречного излучения можно судить исходя из того, что длинноволновую радиацию деятельного слоя в атмосфере поглощают главным образом водяной пар и углекислый газ, но количество углекислого газа в атмосфере незначительно по сравнению с количеством водяного пара. Поэтому длинноволновую радиацию в основном поглощает водяной пар. Он же является и одним из основных источников встречного излучения.

Таким образом, деятельная поверхность, теряя тепло излучением, в то же время получает некоторое количество тепла от поглощаемой ею части встречного излучения атмосферы. В естественных условиях на деятельной поверхности взаимодействуют два потока длинноволновой радиации: земное излучение Е_з и поглощенная часть встречного излучения атмосферы δE_a. Разность этих потоков составляет потерю тепла деятельной поверхностью в виде лучистой энергии. Она называется эффективным излучением Е_эф и определяется по формуле:

Эффективное излучение деятельной поверхности определяется ее температурой, а также температурой и влажностью воздуха. С повышением температуры деятельной поверхности ее эффективное излучение увеличивается, а с ростом температуры и влажности воздуха уменьшается. Большое влияние на эффективное излучение оказывает облачность: чем больше количество облаков и чем они плотнее, тем меньше эффективное излучение. Объясняется это тем, что водяные капли, составляющие облако, излучают тепло почти так же, как и деятельная поверхность. Если температура облака близка к температуре деятельной поверхности, то Е_а ≈ Е_з и Е_эф ≈ 0. Если же температура облака выше температуры деятельной поверхности, то эффективное излучение становится отрицательным, т. е. расход длинноволновой радиации становится меньше ее прихода.

Благодаря интенсивному поглощению длинноволновой радиации водяным паром, а отчасти также углекислым газом и озоном, атмосфера задерживает большую часть излучения деятельного слоя. В то же время она сравнительно свободно пропускает к земной поверхности коротковолновую солнечную радиацию.

Если бы Земля была лишена атмосферы, то средняя температура ее деятельной поверхности была бы не +15,0 °C, как это наблюдается в действительности, а —23,0 °C, т. е. она была бы на 38,0 °C ниже фактически наблюдаемой.

Радиационным балансом деятельной поверхности называется разность между всеми приходящими на эту поверхность и уходящими от нее потоками лучистой энергии, т. е. разность между приходом и расходом радиации на этой поверхности. Если поверхность горизонтальна, то к приходной части баланса относятся прямая радиация S', рассеянная радиация D и встречное излучение атмосферы Е_а. Расход радиации слагается из отраженного коротковолнового излучения R_к, длинноволнового излучения деятельной поверхности Е_з и отраженной от нее части встречного излучения атмосферы R_д.

Если приходные части потоков радиации считать положительными, а расходные – отрицательными, то баланс длинноволновой радиации можно записать в виде:

что представляет собой эффективное излучение, взятое с обратным знаком. Баланс коротковолновой радиации выражается соотношением:

т. е. представляет собой поглощенную часть коротковолновой радиации. Баланс коротковолновой радиации можно записать следующим образом:

где А – альбедо поверхности.

Уравнение полного радиационного баланса деятельной поверхности можно получить, сложив В_к и В_д:

Радиационный баланс представляет собой фактический приход или расход лучистой энергии на деятельной поверхности, от которого зависит, будет ли происходить ее нагревание или охлаждение. Если приход лучистой энергии больше ее расхода, то радиационный баланс является положительным и поверхность нагревается. Если же приход меньше расхода, то радиационный баланс отрицателен и поверхность охлаждается. Этот баланс является одним из основных климатообразующих факторов. От него зависит тепловой режим не только почвы или водоемов, но и прилежащих к ним слоев атмосферы. Знание радиационного баланса имеет большое значение при расчетах испарения, при изучении формирования и изменения воздушных масс, при исследовании влияния солнечной радиации на человека и на растительный мир.

Радиационный баланс в каждом конкретном месте можно вычислить для определенного момента (мгновенный, или минутный) или за какой-нибудь промежуток времени (сутки, месяц, год). Радиационный баланс в целом, как и отдельные его элементы, зависит от многих факторов. Особенно сильно на него влияют высота Солнца, продолжительность солнечного сияния, характер и состояние деятельной поверхности (в том числе температура почвы и воздуха, влажность и плотность атмосферы, излучательная способность подстилающей поверхности), прозрачность атмосферы, содержание в ней водяного пара, облачность.

Мгновенный (минутный) баланс днем обычно положителен, особенно летом. Примерно за час до захода Солнца (исключая зимнее время) расход лучистой энергии начинает превышать ее приход и радиационный баланс становится отрицательным. Примерно через час после восхода Солнца он снова становится положительным. В течение ночи радиационный баланс обычно изменяется мало, но под влиянием переменной облачности он может в значительной степени изменяться.

Годовые суммы радиационного баланса положительны на всей поверхности суши и океанов, кроме районов с постоянным снежным или ледяным покровом. Севернее 40° с. ш. и южнее 40° ю. ш. зимние месячные суммы радиационного баланса отрицательны, причем период с отрицательным балансом увеличивается в направлении к полюсам. Так, в Арктике эти суммы положительны только в летние месяцы, на широте 60° – в течение семи месяцев, а на широте 50° – в течение девяти месяцев. Годовые суммы радиационного баланса меняются при переходе с суши на море.

Радиационный баланс системы «Земля—атмосфера» В_з—а представляет собой баланс лучистой энергии в вертикальном столбе атмосферы сечением 1 см², простирающемся от деятельной поверхности до верхней границы атмосферы. Его приходная часть состоит из солнечной радиации, поглощенной деятельной поверхностью и атмосферой, а расходная – из той части длинноволнового излучения земной поверхности и атмосферы, которая уходит в мировое пространство:

где q' – солнечная радиация, поглощенная атмосферой; E_∞ – уходящее длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы.

Энергию Солнца можно использовать для технических и бытовых целей: отопления и освещения, опреснения воды, сушки фруктов и овощей и др. Чтобы достигнуть рентабельности солнечных установок, надо размещать их там, где приход солнечной энергии значителен и, главное, где достаточное количество солнечных (безоблачных) дней в году.

В России использование солнечной энергии в современной практике осуществляется путем преобразования ее в тепловую и электрическую энергию.

Для достижения температуры теплоносителя более 100 °C применяется метод концентрации солнечной энергии. Концентраторами являются зеркальные отражатели различной формы, собирающие солнечные лучи в своем фокусе. Тело, помещенное в фокусе хорошего зеркала, может быть нагрето до 3000–4000 °C.

Максимум солнечной радиации приходится на летние месяцы. С увеличением широты годовые суммы поступающей радиации уменьшаются.

В июне-июле с увеличением широты суточные и месячные суммы поступающей радиации увеличиваются.

Солнечная энергия является возобновляемым и экологически чистым источником энергии; ее использование позволяет не только экономить органическое топливо, но и защищать окружающую среду от выброса вредных веществ, которым сопровождалось бы сжигание этого топлива, если бы не было сэкономлено.

1.4. Тепловой режим почвы и водоемов

Условия нагревания и охлаждения почвы

Темные почвы, обладающие сравнительно малой отражательной способностью, днем нагреваются, а ночью охлаждаются сильнее, чем светлые. При положительном радиационном балансе тепло от деятельной поверхности передается в более глубокие слои, а часть его передается атмосфере. При отрицательном радиационном балансе тепло из глубины почвы и частично из воздуха, наоборот, поступает к деятельной поверхности.

Важную роль для нагревания или охлаждения почвы играют конденсация водяного пара и испарение воды, происходящие на деятельной поверхности. При конденсации выделяется скрытая теплота парообразования, идущая на нагревание почвы. При испарении тепло переходит в скрытое состояние и теряется почвой. Некоторое количество тепла в почве затрачивается также на химические и биологические процессы: усвоение питательных веществ корнями растений, растворение солей и т. д.

Нагревание и охлаждение почвы в большой степени зависит от ее теплоемкости, коэффициента теплопроводности и коэффициента температуропроводности. Различают удельную и объемную теплоемкость. Удельной теплоемкостью с называется количество тепла, необходимое для нагревания единицы массы почвы на 1 К. Объемной теплоемкостью с_об называется количество тепла, необходимое для нагревания единицы объема почвы на 1 К. Удельная теплоемкость выражается в Дж/(кг · К), объемная – в Дж/(м³ · К).

В метеорологии в основном используется объемная теплоемкость. Для различных минеральных составных частей почвы она колеблется от 0,84 до 1,68 МДж/(м³ · К). Однако объемная теплоемкость в значительной степени зависит от пористости и влажности почвы, т. е. от того, заполнены ли ее поры водой или воздухом.

Пористость почвы характеризуется отношением объема пор к общему объему взятого образца почвы в процентах. Под влажностью почвы понимают отношение массы воды, имеющейся в почве, к массе абсолютно сухой почвы в процентах. Объемная теплоемкость воды равна 4,19 МДж/(м³ · К), а воздуха – 1,256 кДж/(м³ · К). Теплоемкость различных почв зависит от их химического состава и от количества воздуха и воды, находящихся в порах. Чем больше в почве воды и меньше воздуха, тем больше ее теплоемкость. Теплоемкость сухих почв, поры которых заполнены воздухом, меньше теплоемкости влажных почв, поры которых заполнены водой. В связи с этим сухие почвы при заданном притоке или отдаче тепла нагреваются и охлаждаются сильнее, чем влажные. Мерой теплопроводности почвы служит коэффициент теплопроводности λ, численно равный количеству тепла, проходящего за 1 секунду через основание столба почвы сечением 1 м² и высотой 1 м, если разность температур на верхнем и нижнем его основаниях равна 1 К. Коэффициент теплопроводности выражается в Вт/(м · К). У различных минеральных составных частей почвы λ изменяется примерно от 0,4 до 2,5 Вт/(м · К).

Поскольку у неподвижной воды λ = 0,54 Вт/(м · К), а у неподвижного воздуха λ = 0,02 Вт/ (м · К), то К почвы, как и ее теплоемкость, в значительной мере зависит от пористости и влажности почвы. При проникновении воды в почву воздух, содержащийся в порах, вытесняется водой, и λ почвы увеличивается.

При замерзании почвы ее коэффициент теплопроводности увеличивается, так как у льда λ = 2,03 Вт/(м · К), т. е. больше, чем у воды. Определенное влияние на теплопроводность почвы оказывает также ее температура. Однако этим влиянием можно пренебречь, так как оно значительно слабее влияния влажности. Таким образом, при рассмотрении тепловых свойств почвы в первую очередь необходимо учитывать ее пористость и влажность. Изменение этих факторов может изменить тепловые характеристики почвы в два и более раз. Температура почвы также зависит от структуры почвы. Так, например, при прочих равных условиях температура поверхности рыхлой почвы днем выше, а ночью ниже, чем поверхности плотной почвы, так как рыхлая почва обладает меньшим коэффициентом теплопроводности. Кроме того, рыхлая почва имеет шероховатую поверхность, которая днем поглощает, а ночью излучает больше радиации, чем более гладкая поверхность плотной почвы. Нагревание и охлаждение почвы обратно пропорционально ее объемной теплоемкости, а скорость распространения тепла в глубину прямо пропорциональна коэффициенту теплопроводности. Отношение коэффициента теплопроводности почвы λ к ее объемной теплоемкости с_об называется коэффициентом температуропроводности, определяемым по формуле:

Коэффициент k численно соответствует повышению температуры единицы объема почвы в результате притока к ней тепла и показывает, насколько быстро происходит выравнивание температуры вышележащих и нижележащих слоев почвы. Учитывая зависимость объемной теплоемкости и коэффициента теплопроводности почвы от ее пористости и влажности, можно показать, что коэффициенты температуропроводности различных минеральных частей почвы, а также воздуха сравнительно близки между собой, тогда как у воды они во много раз меньше.

С увеличением влажности почвы коэффициент теплопроводности увеличивается быстрее, чем теплоемкость. Поэтому, несмотря на малые значения k воды, влажные почвы обладают большими коэффициентами температуропроводности, чем сухие.

Суточный ход температур поверхности почвы

Изменение температуры поверхности почвы в течение суток называется суточным ходом. Суточный ход температур поверхности почвы в среднем за большой период времени представляет собой периодические колебания с одним максимумом и одним минимумом. Минимум наблюдается перед восходом солнца, когда радиационный баланс отрицателен, а нерадиационный обмен теплом между поверхностью и прилегающими к ней слоями почвы и воздуха незначителен. С восходом Солнца, по мере увеличения радиационного баланса, температура поверхности почвы растет и достигает максимума в 13–14 часов. Затем начинается ее понижение за счет уменьшения радиационного баланса. После 13–14 часов расход тепла поверхностным слоем почвы преобладает над приходом и происходит понижение температуры поверхности, продолжающееся до утреннего минимума.

Кривая суточного хода температур представляет собой волнообразную линию, низшая точка которой характеризует минимум, а высшая – максимум.

В отдельные дни правильный суточный ход может нарушаться непериодическими изменениями, связанными с прохождением атмосферных фронтов, влиянием облачности, выпадением осадков и другими факторами. Хорошо выражен суточный ход температур поверхности почвы в теплое время года при установившейся ясной погоде. Разность между максимальной и минимальной температурами за сутки называется амплитудой суточного хода. На нее влияют следующие факторы:

1. Время года. Летом амплитуды наибольшие, а зимой наименьшие. В средней полосе европейской части РФ летние амплитуды составляют в среднем 10—20 °C, а иногда достигают еще больших значений. Зимой амплитуды в среднем равны 5—10 °C.

2. Широта места. Амплитуда суточного хода температур поверхности почвы определяется главным образом полуденной высотой солнца, которая уменьшается с возрастанием широты. Поэтому амплитуда тоже уменьшается с увеличением широты места. Наибольшие амплитуды наблюдаются в субтропических пустынях, где велико эффективное излучение и, следовательно, происходит сильное ночное охлаждение почвы. Наименьшие амплитуды отмечаются в полярных странах.

3. Облачность. В пасмурную погоду амплитуда температур меньше, чем в ясную. Облака днем задерживают прямую солнечную радиацию, а ночью значительно уменьшают эффективное излучение. В ясную погоду наблюдаются большая суммарная радиация днем и большое эффективное излучение ночью.

4. Теплоемкость и теплопроводность почвы. Амплитуда находится в обратной зависимости от теплоемкости почвы. Чем больше теплоемкость почвы, тем меньше она нагревается днем и охлаждается ночью, т. е. тем меньше амплитуда колебаний ее температуры. Такой же характер имеет зависимость амплитуды от теплопроводности почвы.

5. Цвет почвы. Амплитуда хода температур поверхности темных почв значительно больше, чем светлых, так как поглощательная и излучательная способность темных поверхностей больше, чем светлых.

6. Растительный и снежный покров. Растительный покров уменьшает амплитуду суточных колебаний температуры поверхности почвы, так как он препятствует нагреванию ее солнечными лучами днем и защищает от сильного излучения ночью. В зимнее время аналогичную роль играет снежный покров, который благодаря своей малой теплопроводности предохраняет поверхность почвы от ночного охлаждения. Поверхность самого снега может ночью охлаждаться очень сильно вследствие большой относительной излучательной способности. Но днем из-за большого альбедо поверхность снега нагревается мало и потому амплитуда, несмотря на низкий ночной минимум, остается не очень большой.

7. Экспозиция (расположение) склонов. На температуру поверхности почвы и амплитуду ее суточного хода оказывает влияние экспозиция склонов. Южные склоны холмов нагреваются сильнее северных, а западные – сильнее восточных.

Многолетнемерзлый грунт почти непроницаем для дождевой воды. В результате этого летом деятельная поверхность над ним всегда влажная. В области этого грунта очень много болот. Значительная часть выпадающей здесь дождевой воды не проникает глубоко в почву, а быстро стекает в реки, создавая летние паводки. Этот грунт замедляет развитие деревьев, корни которых не могут развиваться в слоях почвы с температурами, близкими к 0 °C. Обнаружение в его слоях останков мамонтов дает основание предполагать, что эти слои образовались еще в ледниковый период. Существование такого грунта поддерживается условиями современного климата. В настоящее время обнаруживаются признаки его отступления или разрушения там, где происходит потепление климата, и там, где его разрушению способствует деятельность человека. Опыт показывает, что снятие мохового покрова, удаление растительности, уплотнение почвы приводит к увеличению глубины верхней границы слоя многолетнемерзлого грунта. Наоборот, покрывая почву искусственным малотеплопроводным покровом, можно поднять его слой. Парниковый эффект, к сожалению, будет способствовать разрушению мерзлых грунтов.

Процессы нагревания и охлаждения водоемов

Поверхностный слой воды, как и почвы, хорошо поглощает инфракрасную радиацию. Относительная излучательная способность воды также мало отличается от излучательной способности других естественных поверхностей. Таким образом, условия поглощения и отражения длинноволновой радиации в водных бассейнах и в почве различаются мало. Иначе обстоит дело с коротковолновой радиацией. Вода, в отличие от почвы, представляет для нее прозрачное тело. Поэтому короткие волны, особенно фиолетовые и ультрафиолетовые, проникают в воду на довольно значительную глубину, где радиационное нагревание происходит в слое воды толщиной несколько метров.

Существенные различия теплового режима водоемов и почвы вызываются следующими причинами:

1. Теплоемкость воды в 3–4 раза больше теплоемкости почвы. Поэтому для одинакового их нагревания вода должна получить больше тепла, чем почва. Если к воде и почве поступает одинаковое количество тепла или они отдают одинаковое количество тепла, то температура воды изменится меньше.

2. Частицы воды обладают большой подвижностью, поэтому в водоемах передача тепла в глубь воды происходит не путем молекулярной теплопроводности, как в почве, а в результате более интенсивного процесса – турбулентного перемешивания. Оно состоит в том, что при движении воды в ней создаются вихри, беспорядочно перемещающиеся во всех направлениях и способствующие сильному перемешиванию воды и интенсивному переносу тепла. Вследствие турбулентного перемешивания перенос тепла в глубь водоемов при прочих одинаковых условиях оказывается в 1000—10 000 раз сильнее переноса его в почве. Охлаждение воды ночью и в холодное время года происходит еще быстрее, чем ее нагревание днем и летом. В этом случае к турбулентности присоединяется термическая конвекция. Она состоит в том, что охлажденные верхние слои воды вследствие увеличивающейся плотности опускаются вниз, а их место занимает относительно теплая вода, поднимающаяся из более глубоких слоев. Термическая конвекция в воде прекращается при осеннем ее охлаждении, когда температура во всех слоях воды достигает +4 °C, так как при этой температуре плотность пресной воды наиболее высока. После этого верхние слои интенсивно охлаждаются и замерзают.

В океанах и морях большую роль в перемешивании слоев воды и связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхние слои воды становятся более солеными и плотными, вследствие чего они опускаются. Перемешивание воды в морях и океанах происходит также под влиянием течений и поверхностных волн.

В результате того что нагревание и охлаждение в водных бассейнах распространяется значительно глубже, чем в почве, изменение температуры поверхности водоемов происходит медленнее и оказывается меньше, чем изменение температуры поверхности почвы. В суточном ходе минимальная температура поверхности водоемов наступает через два-три часа после восхода Солнца, а максимальная – в 15–16 часов, т. е. как минимум, так и максимум наблюдаются позднее, чем на поверхности почвы. Амплитуда суточного хода температур поверхности океана в умеренных широтах составляет всего 0,1–0,2 °C, в тропических широтах – 0,5 °C. В южных морях России она равна 12 °C, а на больших озерах умеренных широт достигает 25 °C. Суточные колебания температуры поверхности воды проникают в глубь водных бассейнов на 15–20 м, а в отдельных случаях (при сильном перемешивании воды) – глубже (до 50–70 м).

В годовом ходе температуры поверхности водоемов в Северном полушарии минимум наступает в феврале-марте, а максимум – в августе, т. е. также несколько позднее, чем на поверхности почвы. Амплитуда годового хода температур поверхности океанов в тропических широтах составляет около 2–3 °C, в умеренных – 5–8 °C. На внутренних морях и глубоководных озерах она достигает 20 °C и более.

Глубина проникновения годовых колебаний температуры в водоемы составляет 200–400 м.

В суточном ходе потока тепла в почве положительные его значения обычно отмечаются днем, а отрицательные – чаще всего ночью. Роль потока тепла в почве особенно заметна ночью, а в годовом ходе – зимой, когда деятельная поверхность компенсирует потерю тепла излучением в основном именно за счет поступления тепла из более глубоких слоев.

Поток тепла в водных бассейнах при одинаковых вертикальных градиентах температуры во много раз больше потока тепла в почве. Так, например, суточные и годовые суммы потока тепла в водоемах примерно в 20–30 раз больше, чем в почве. Благодаря интенсивному перемешиванию воды в толще морей и океанов накапливается большая часть тепла, поступающего летом на их поверхность. В зимнее же время водные поверхности значительное количество тепла отдают воздуху.

Данные о температуре почвы находят широкое применение в различных отраслях народного хозяйства. Особенно широко они используются в сельском хозяйстве. От температуры почвы в большой степени зависит интенсивность процессов разложения органических веществ, растворения различных солей, гниения и др. Нормальная жизнедеятельность почвенных микроорганизмов может протекать только при некоторых определенных температурах. Температура почвы обусловливает также прорастание семян, появление всходов, скорость начального роста растений. Особенно важны данные о температуре почвы в переходное время года, когда температура на фоне положительных среднесуточных значений на некоторое время опускается ниже 0 °C (заморозки).

Тепловое загрязнение водоемов

Излишняя теплота поверхностных вод является своеобразным загрязняющим фактором. Она носит антропогенный характер, и основным ее источником является охлаждающая вода, используемая в электростанциях. Процесс получения тепла и электроэнергии на этих станциях сопровождается выбросом в окружающую среду (реки и озера) огромного количества горячей воды из технологических охладителей (градирен). Крупная электростанция забирает большое количество воды из ближайшего водоема, пропускает ее через градирню и нагревшуюся воду возвращает в тот же водоем. Этот способ охлаждения теплоносителя является наиболее дешевым и поэтому широко применяется во всем мире. С экологической точки зрения наиболее опасен слив горячей воды в озера и реки с медленным течением. Повышение температуры воды приводит к снижению концентрации растворенного в ней кислорода, что, в свою очередь, делает водные организмы менее устойчивыми к болезням, паразитам и токсичным химическим выбросам. При этом массы водорослей погибают, оседают на дно и разлагаются. Ценные породы рыб вымирают от кислородного голодания; на их место приходят малоценные рыбы, которым для жизни требуется меньше кислорода. Слив горячей воды на мелководье мешает откладыванию икры и убивает рыбную молодь. Строительство новой ТЭЦ или резкое повышение мощности существующей электростанции приводит к так называемому термальному шоку и гибели большого количества водных организмов, привыкших к определенной температуре воды. Дополнительным отрицательным эффектом является гибель рыбы на решетках засасывающих воду устройств. Забор охлаждающей воды из малых озер производится из придонного слоя, наиболее богатого питательными веществами, что также ухудшает качество водоема (приводит к его эвтрофикации).